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Existen, en total, 14 placas mayores:
Placa Antártica
Placa Arábiga
Placa de Cocos
Placa del Caribe
Placa Escocesa
Placa Euroasiática
Placa Filipina
Placa India
Placa Australiana
Placa Juan de Fuca
Placa de Nazca
Placa Norteamericana
Placa del Pacífico
Placa Sudamericana
Existen, en total, 43 placas menores:
Placa de Anatolia
Placa de Altiplano
Placa de Amuria
Placa de los Andes del Norte
Placa de Birmania
Placa del Norte Bismarck
Placa del Sur Bismarck
Placa de las Carolinas
Placa de Doberai
Placa de Futuna
Placa Galápagos
Placa de Gorda
Placa Helénica
Placa Iraní
Placa de Juan Fernández
Placa de Kermadec
Placa de Manus
Placa de Maoke
Placa de Mariana
Placa del Mar de Banda
Placa del Egeo
Placa del Mar de los Molucos
Placa del Mar de Salomón
Placa de las Nuevas Hébridas
Placa Niuafo'ou
Placa de Ojotsk
Placa de Okinawa
Placa de Panamá
Placa de Pascua
Placa del Arrecife de Balmoral
Placa del Arrecife de Conway
Placa Rivera
Placa de Sandwich
Placa de Shetland
Placa de Somalia
Placa de Nubia
Placa de Sonda
Placa de Timor
Placa de Tonga
Placa Woodlark
Placa Yangtze
Placa Apuliana o Adriática
Placa del Explorador
Se han identificado tres tipos de bordes:
convergente (dos placas chocan una contra
la otra), divergente (dos placas se separan) y
transformante (dos placas se deslizan una
junto a otra).
La teoría de la tectónica de placas se divide
en dos partes, la de deriva continental,
propuesta por Alfred Wegener en la década
de 1910, y la de expansión del fondo
oceánico, propuesta y aceptada en la década
de 1960, que mejoraba y ampliaba a la
anterior. Desde su aceptación ha
revolucionado las ciencias de la Tierra, con
un impacto comparable al que tuvieron las
teorías de la gravedad de Isaac Newton y
Albert Einstein en la Física o las leyes de
Kepler en la Astronomía.
Terremotos, tsunamis y fallas geológicas”
190 Votos
Terremotos
Los terremotos o sísmos, son reajustes de la corteza terrestre causados por los movimientos de las placas tectónicas.
Los terremotos, sismos, seismos, temblores de tierra (del griego ―σεισμός‖, temblor), o temblor de tierra es una sacudida del terreno que se produce
debido al choque de las placas tectónicas y a la liberación de energía en el curso de una reorganización brusca de materiales de la corteza terrestre al
superar el estado de equilibrio mecánico son reajustes de la corteza terrestres causados por los movimientos de grandes fragmentos.
Dicho de otra manera, un sismo o temblor es un reajuste de la corteza terrestre causado por los movimientos vibratorios de las placas tectónicas del
planeta y se propaga por él en todas direcciones en forma de ondas.
Por sí mismos, son fenómenos naturales que no afectan demasiado al hombre. El movimiento de la superficie terrestre que provoca un terremoto no
representa un riesgo, salvo en casos excepcionales, pero sí nos afectan sus consecuencias, ocasionando catástrofes: caída de construcciones, incendio
de ciudades, avalanchas y tsunamis.
Aunque todos los días se registran una buena cantidad de terremotos en el mundo, la inmensa mayoría son de poca magnitud. Sin embargo, se suelen
producir dos o tres terremotos de gran intensidad cada año, con consecuencias imprevisibles.
Origen
La causa de los terremotos es la liberación de tención de las placas tectónicas.
La causa de un temblor es la liberación súbita de energía dentro del interior de la Tierra por un reacomodo de ésta. Este reacomodo se lleva a cabo
mediante el movimiento relativo entre placas tectónicas. Las zonas en donde se lleva a cabo este tipo de movimiento se conocen como fallas
geológicas (la falla de San Andrés es un ejemplo) y a los temblores producidos se les conoce como sismos tectónicos. No obstante existen otras
causas que también producen temblores. Ejemplo de ello son los producidos por el ascenso de magma hacia la superficie de la Tierra. Este tipo de
sismos, denominados volcánicos, nos pueden servir de aviso de una posible erupción volcánica.
Movimientos sísmicos
Las placas de la corteza terrestre están sometidas a tensiones. En la zona de roce (falla), la tensión es muy alta y, a veces, supera a la fuerza de
sujeción entre las placas. Entonces, las placas se mueven viole
ntamente, provocando
ondulaciones y liberando una enorme cantidad de energía. Este proceso se llama movimiento sísmico o terremoto.
La intensidad o magnitud de un sismo, en la escala de Richter, representa la energía liberada y se mide en forma logarítmica, del uno al nueve. La
ciencia que estudia los sismos es la sismologia y los científicos que la practican, sismólogos.
Aunque las actividades tectónica y volcánica son las principales causas por las que se generan los terremotos, existen otros muchos factores que
pueden originarlos: desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas y el hundimiento de cavernas, variaciones bruscas en la presión
atmosférica por ciclones e incluso la actividad humana. Estos mecanismos generan eventos de baja magnitud que generalmente caen en el rango de
microsismos, temblores que sólo pueden ser detectados por sismógrafos.
Sismógrafo Vertical
La estadística sobre los sismos a través de la historia es más bien pobre. Se tiene información de desastres desde hace más de tres mil años, pero
además de ser incompleta, los instrumentos de precisión para registrar sismos datan de principios del siglo XX y la Escala de Richter fue ideada en
1935.
Un terremoto de gran magnitud puede afectar más la superficie terrestre si el epifoco u origen del mismo se encuentra a menor profundidad. La
destrucción de ciudades no depende únicamente de la magnitud del fenómeno, sino también de la distancia a que se encuentren del mismo, de la
constitución geológica del subsuelo y de otros factores, entre los cuales hay que destacar las técnicas de construcción empleadas.
Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón,
Rusia y Estados Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En 1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de
Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una de las pistas que
llevaron a esta predicción fue una serie de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a notarse cinco años antes.
Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de
agua de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales. También hay un nuevo método en estudio basado en la medida del cambio de las
tensiones sobre la corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones no sean
siempre acertadas.
Zonas del Terremoto
El punto interior de la Tierra donde se produce el sismo se denomina foco sísmico o hipocentro, y el punto de la superficie que se halla directamente
en la vertical del hipocentro —y que, por tanto, es el primer afectado por la sacudida— recibe el nombre de epicentro.
En un terremoto se distinguen:
hipocentro o foco, zona interior profunda, donde se produce el terremoto.
epicentro, área de la superficie perpendicular al hipocentro, donde repercuten con mayor intensidad las ondas sísmicas.
La probabilidad de ocurrencia de terremotos de una determinada magnitud en una región concreta viene dada por una distribución de Poisson. Así la
probabilidad de ocurrencia de k terremotos de magnitud M durante un período T en cierta región está dada por:
Donde:
Tr (M) es el tiempo de retorno de un terremoto de intensidad M, que coincide con el tiempo medio entre dos terremotos de intensidad M.
Propagación
El movimiento sísmico se propaga mediante ondas elásticas (similares al sonido), a partir del hipocentro. Las ondas sísmicas se presentan en tres
tipos principales:
Ondas de propagación producida por los terremotos
Ondas longitudinales, primarias o P: tipo de ondas de cuerpo que se propagan a una velocidad de entre 8 y 13 km/s y en el mismo sentido que la
vibración de las partículas. Circulan por el interior de la Tierra, atravesando tanto líquidos como sólidos. Son las primeras que registran los aparatos
de medida o sismógrafos, de ahí su nombre ―P‖.
Ondas transversales, secundarias o S: son ondas de cuerpo más lentas que las anteriores (entre 4 y 8 km/s) y se propagan perpendicularmente en el
sentido de vibración de las partículas. Atraviesan únicamente los sólidos y se registran en segundo lugar en los aparatos de medida.
Ondas superficiales: son las más lentas de todas (3,5 km/s) y son producto de la interacción entre las ondas P y S a lo largo de la superficie de la
Tierra. Son las que producen más daños. Se propagan a partir del epicentro y son similares a las ondas que se forman sobre la superficie del mar. Este
tipo de ondas son las que se registran en último lugar en los sismógrafos.
Fallas Geológicas
Uno de los accidentes del terreno que se puede observar más fácilmente son las fallas o rupturas de un plegamiento, especialmente si el terreno es de
tipo sefimentario.
Falla de San Andrés; pasa a través de California Estados Unidos y Baja California, México.
Las fallas son un tipo de deformación de la corteza terrestre que finaliza en ruptura, dando lugar a una gran variedad de estructuras geológicas.
Cuando esta ruptura se produce de forma brusca, se produce un terremoto. En ocasiones, la línea de falla permite que, en ciertos puntos, aflore el
magma de las capas inferiores y se forme un volcán.
Partes de una falla
El plano de falla es la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, horizontal, vertical u oblicuo. Si las fracturas son frágiles, tienen
superficies lisas y pulidas por efecto de la abrasión. Durante el desplazamiento de las rocas fracturadas se pueden desprender fragmentos de
diferentes tamaños.
Los labios de falla son los dos bordes o bloques que se han desplazado. Cuando se produce un desplazamiento vertical, los bordes reciben los
nombres de labio hundido (o interior) y labio elevado (o superior), dependiendo de la ubicación de cada uno de ellos con respecto a la horizontal
relativa. Cuando está inclinado, uno de los bloques se desliza sobre el otro. El bloque que queda por encima del plano de falla se llama ―techo‖ y el
que queda por debajo, ―muro‖.
El salto de falla es la distancia vertical entre dos estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre los bordes del bloque elevado y el
hundido. Esta distancia puede ser de tan sólo unos pocos milímetros (cuando se produce la ruptura), hasta varios kilómetros. Éste último caso suele
ser resultado de un largo proceso geológico en el tiempo.
Tipos de fallas
En una falla normal, producida por tensiones, la
inclinación del plano de falla coincide con la dirección del labio hundido. El resultado es un estiramiento o alargamiento de los materiales, al
desplazarse el labio hundido por efecto de la fuerza de la gravedad.
En las fallas de desgarre, además del movimiento ascendente también se desplazan los bloques horizontalmente. Si pasa tiempo suficiente, la erosión
puede allanar las paredes destruyendo cualquier traza de ruptura, pero si el movimiento es reciente o muy grande, puede dejar una cicatriz visible o
un escarpe de falla con forma de precipicio. Un ejemplo especial de este tipo de fallas son aquellas transformadoras que desplazan a las dorsales
oceánicas.
En una falla inversa, producida por las fuerzas que comprimen la corteza terrestre, el labio hundido en la falla normal, asciende sobre el plano de falla
y, de esta forma, las rocas de los estratos más antiguos aparecen colocadas sobre los estratos más modernos, dando lugar así a los cabalgamientos.
Las fallas de rotación o de tijera se forman por efecto del basculado de los bloques sobre el plano de falla, es decir, un bloque presenta movimiento
de rotación con respecto al otro. Mientras que una parte del plano de falla aparenta una falla normal, en la otra parece una falla inversa.
Un macizo tectónico o pilar tectónico, también llamado ―Horst‖, es una región elevada limitada por dos fallas normales, paralelas. Puede ocurrir que
a los lados del horst haya series de fallas normales; en este caso, las vertientes de las montañas estarán formadas por una sucesión de niveles
escalonados. En general, los macizos tectónicos son cadenas montañosas alargadas, que no aparecen aisladas, sino que están asociadas a fosas
tectónicas. Por ejemlo, el centro de la península Ibérica está ocupada por los macizos tectónicos que forman las sierras de Gredos y Guadarrama.
Por último, una fosa tectónica o Graben es una asociación de fallas que da lugar a una región deprimida entre dos bloques levantados. Las fosas
tectónicas se producen en áreas en las que se agrupan al menos dos fallas normales. Las fosas forman valles que pueden medir decenas de kilómetros
de ancho y varios miles de kilómetros de longitud. Los valles se rellenan con sedimentos que pueden alcanzar cientos de metros de espesor. Así
sucede, por ejemplo, en el valle del río Tajo, en la península Ibérica.
Terremotos marinos (Tsunamis)
Un maremoto es una invasión súbita de la franja costera por las aguas oceánicas debido a un tsunami, una gran ola marítima originada por un temblor
de tierra submarino. Cuando esto ocurre, suele causar graves daños en el área afectada.
Los maremotos son más comunes en los litorales de los océanos Pacífico e Índico, en las zonas sísmicamente activas.
Los términos maremoto y tsunami se consideran sinónimos.
Tsunamis
Un TSUNAMI (del japonés TSU: puerto o bahía, NAMI: ola) es una ola o serie de olas que se producen en una masa de agua al ser empujada
violentamente por una fuerza que la desplaza verticalmente. Este término fue adoptado en un congreso de 1963.
Los terremotos submarinos provocan
movimientos del agua del mar (maremotos o tsunamis). Los tsunamis son olas enormes con longitudes de onda de hasta 100 kilómetros que viajan a
velocidades de 700 a 1000 km/h. En alta mar la altura de la ola es pequeña, sin superar el metro; pero cuando llegan a la costa, al rodar sobre el fondo
marino alcanzan alturas mucho mayores, de hasta 30 y más metros.
El tsunami está formado por varias olas que llegan separadas entre sí unos 15 o 20 minutos. La primera que llega no suele ser la más alta, sino que es
muy parecida a las normales. Después se produce un impresionante descenso del nivel del mar seguido por la primera ola gigantesca y a continuación
por varias más.
La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar ha ocasionado muchas víctimas entre las personas que, imprudentemente, se acercan
por curiosidad u otros motivos, a la línea de costa.
España puede sufrir tsunamis catastróficos, como quedó comprobado en el terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia de este sismo varias
grandes olas arrasaron el golfo de Cádiz causando más de 2.000 muertos y muchos heridos.
En 1946 se creó la red de alerta de tsunamis después del maremoto que arrasó la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos más del Pacífico. Hawaii
es afectado por un tsunami catastrófico cada 25 años, aproximadamente, y EEUU, junto con otros países, han puesto estaciones de vigilancia y
detectores que avisan de la aparición de olas producidas por sismos.
Terremotos, volcanes, meteoritos, derrumbes costeros o subterráneos e incluso explosiones de gran magnitud pueden generar un TSUNAMI.
Antiguamente se les llamaba marejadas, maremotos u ondas sísmicas marina, pero estos términos han ido quedando obsoletos, ya que no describen
adecuadamente el fenómeno. Los dos primeros implican movimientos de marea, que es un fenómeno diferente y que tiene que ver con un desbalance
oceánico provocado por la atracción gravitacional ejercida por los planetas, el sol y especialmente la luna. Las ondas sísmicas, por otra parte,
implican un terremoto y ya vimos que hay varias otras causas de un TSUNAMI.
Un tsunami generalmente no es sentido por las naves en alta mar (las olas en alta mar son pequeñas) ni puede visualizarse desde la altura de un avión
volando sobre el mar.
Como puede suponerse, los tsunamis pueden ser ocasionados por terremotos locales o por terremotos ocurridos a distancia. De ambos, los primeros
son los que producen daños más devastadores debido a que no se alcanza a contar con tiempo suficiente para evacuar la zona (generalmente se
producen entre 10 y 20 minutos después del terremoto) y a que el terremoto por sí mismo genera terror y caos que hacen muy difícil organizar una
evacuación ordenada.
Causas de los Tsunamis
Como se mencionaba en el punto anterior, los Terremotos son la gran causa de tsunamis. Para que un terremoto origine un tsunami el fondo marino
debe ser movido abruptamente en sentido vertical, de modo que el océano es impulsado fuera de su equilibrio normal. Cuando esta inmensa masa de
agua trata de recuperar su equilibrio, se generan las olas. El tamaño del tsunami estará determinado por la magnitud de la deformación vertical del
fondo marino. No todos los terremotos generan tsunamis, sino sólo aquellos de magnitud considerable, que ocurren bajo el lecho marino y que son
capaces de deformarlo.
Si bien cualquier océano puede experimentar un tsunami, es más frecuente que ocurran en el Océano Pacífico, cuyas márgenes son más comúnmente
asiento de terremotos de magnitudes considerables (especialmente las costas de Chile y Perú y Japón). Además el tipo de falla que ocurre entre las
placas de Nazca y Sudamericana, llamada de subducción, esto es que una placa se va deslizando bajo la otra, hacen más propicia la deformidad del
fondo marino y por ende los tsunamis.
A pesar de lo dicho anteriormente, se han reportado tsunamis devastadores en los Océanos Atlánticos e Indico, así como el Mar Mediterráneo. Un
gran tsunami acompañó los terremotos de Lisboa en 1755, el del Paso de Mona de Puerto Rico en 1918, y el de Grand Banks de Canadá en 1929.
Las avalanchas, erupciones volcánicas y explosiones submarinas pueden ocasionar tsunamis que suelen disiparse rápidamente, sin alcanzar a
provocar daños en sus márgenes continentales.
Respecto de los meteoritos, no hay antecedentes confiables acerca de su ocurrencia, pero la onda expansiva que provocarían al entrar al océano o el
impacto en el fondo marino en caso de caer en zona de baja profundidad, son factores bastante sustentables como para pensar en ellos como eventual
causa de tsunami, especialmente si se trata de un meteorito de gran tamaño.
Características físicas de un tsunami
Debido a la gran longitud de onda estas olas siempre ―sienten‖ el fondo (son refractadas), ya que la profundidad siempre es inferior a la mitad de la
longitud de onda (valor crítico que separa las olas de agua profunda de las olas de aguas someras). En consecuencia, en todo punto del océano, la
velocidad de propagación del tsunami depende de la profundidad oceánica y puede ser calculado en función de ella.
Formación de un tsunami
En donde V es la velocidad de propagación, g la aceleración de gravedad (9.81 m /seg2) y d la profundidad del fondo marino. Para el Océano
Pacífico la profundidad media es de 4.000 m, lo que da una velocidad de propagación promedio de 198 m/s ó 713 km/h. De este modo, si la
profundidad de las aguas disminuye, la velocidad del tsunami decrece.
Cuando las profundidades son muy grandes, la onda de tsunami puede alcanzar gran velocidad, por ejemplo el tsunami del 4 de Noviembre de 1952
originado por un terremoto ocurrido en Petropavlosk (Kamchatka), demoró 20 horas y 40 minutos en llegar a Valparaíso en el otro extremo del
Pacífico, a una distancia de 8348 millas, avanzando a una velocidad media de 404 nudos. La altura de la ola al llegar a la costa es variable, en el caso
señalado en Talcahuano se registraron olas de 3.6 metros; en Sitka (Alaska) de 0.30 metros y en California de 1 metro.
Al aproximarse a las aguas bajas, las olas sufren fenómenos de refracción y disminuyen su velocidad y longitud de onda, aumentando su altura. En
mares profundos éstas ondas pueden pasar inadvertidas ya que sólo tiene amplitudes que bordean el metro; sin embargo al llegar a la costa pueden
excepcionalmente alcanzar hasta 20 metros de altura.
Es posible trazar cartas de propagación de tsunamis, como se hace con las cartas de olas; la diferencia es que los tsunamis son refractados en todas
partes por las variaciones de profundidad; mientras que con las olas ocurre sólo cerca de la costa.
Sus características difieren notablemente de las olas generadas por el viento. Toda onda tiene un efecto orbital que alcanza una profundidad igual a la
mitad de su longitud de onda; así una ola generada por el viento sólo en grandes tormentas puede alcanzar unos 300 metros de longitud de onda, lo
cual indica que ejercerá efecto hasta 150 metros de profundidad.
Los tsunamis tienen normalmente longitudes de onda que superan los 50 kilómetros y pueden alcanzar hasta 1000 kilómetros, en tal caso el efecto
orbital es constante y vigoroso en cualquier parte del fondo marino, ya que no existen profundidades semejantes en los océanos.
Parámetros físicos y geométricos de la onda de tsunami
La longitud de onda (L) de un tsunami corresponde al producto entre la velocidad de propagación (V) y el período (T), relación dada por:
L = V x T
de este modo, para una velocidad de propagación V = 713 km/h, y un período T = 15 minutos, la longitud de onda es L = 178 km. Debido a su gran
longitud onda, el desplazamiento de un tsunami a grandes profundidades se manifiesta en la superficie oceánica con amplitudes tan solo de unos
pocos centímetros
Las olas generadas por los vientos tienen períodos por lo general de menos de 15 segundos, a diferencia de las ondas de tsunami que oscilan entre 20
y 60 minutos. Esta característica permite diferenciarlas claramente en un registro mareográfico y por lo tanto advertir la presencia de un tsunami.
La altura de la ola H corresponde a la diferencia de nivel entre cresta y valle. Por otra parte, la cota máxima de inundación R, corresponde al lugar de
la costa donde los efectos del tsunami son máximos.
Poder Destructivo de un Tsunami
La fuerza destructiva del tsunami en áreas costeras, depende de la combinación de los siguientes factores:
•Magnitud del fenómeno que lo induce. En el caso de ser un sismo submarino se debe considerar la magnitud y profundidad de su foco. •Influencia
de la topografía submarina en la propagación del tsunami.
•Distancia a la costa desde el punto donde ocurrió el fenómeno (epicentro).
•Configuración de la línea de costa.
•Influencia de la orientación del eje de una bahía respecto al epicentro (características direccionales).
•Presencia o ausencia de corales o rompeolas, y el estado de la marea al tiempo de la llegada del tsunami.
•Influencia de la topografía en superficie, incluye pendientes y grado de rugosidad derivado de construcciones, arboles y otros obstáculos en tierra.
Efectos en la costa.
La llegada de un tsunami a las costas se manifiesta por un cambio anómalo en el nivel del mar, generalmente se presenta un aumento o recogimiento
previo de las aguas; esta última situación suele dejar descubiertas grandes extensiones del fondo marino. Posteriormente, se produce una sucesión
rápida y acentuada de ascensos y descensos del nivel de las aguas, cuya altura puede variar entre uno y cuatro metros; sin embargo, se han registrado
casos puntuales en que las olas alcanzaron alturas superiores a los
Secuencia que muestra el estacionamiento del acuarium de Japón, antes, durante y después del tsunami de 1983.
Tsunami de Japón 2011
La ola de un tsunami acumula gran cantidad de energía; cuando llega a la línea costera, esta ola avanza sobre la tierra alcanzando alturas importantes
sobre el nivel medio del mar. La ola y el flujo que le sigue, cuando encuentran un obstáculo descargan su energía impactando con gran fuerza. La
dinámica de un tsunami en tierra es bastante compleja y normalmente no predecible; esto se debe a que influyen factores muy diversos como son: el
período, la altura de la ola, la topografía submarina y terrestre determinando daños de diversa intensidad.
Los efectos de un tsunami son diferentes dependiendo de la duración del período. Con corto período, la ola llega a tierra con una fuerte corriente, y
con período largo, se produce una inundación lenta con poca corriente. Por otra parte, mientras mayor sea la altura de la ola, mayor es la energía
acumulada; por lo tanto, y dependiendo de la pendiente y morfología del terreno, mayor será la extensión de las áreas inundadas. Al respecto,
estudios japoneses han determinado que mientras menor es la pendiente de la ola (razón entre la altura y la longitud de onda) mayor será la altura
máxima de inundación.
Por otra parte, las variaciones en las formas y las pendientes de la batimetría submarina cercana a la línea de costa influye directamente en el
potencial de energía del tsunami, ocurriendo amplificación o atenuación de las ondas.
Así, una costa en peldaños que tenga una plataforma continental escalonada con bruscos cambios de pendiente, hará que la onda de tsunami pierda
gradualmente su energía cinética y por tanto potencial, lo anterior debido a los choques sucesivos de la masa de agua con el fondo marino. Las olas
van disipando su energía en las paredes con los cambios bruscos de profundidad.
En tanto, una costa con topografía de pendientes suaves en forma de rampas en que la plataforma continental penetra suavemente en el mar, permitirá
que la energía del tsunami sea transmitida en su totalidad, y por lo tanto, se incrementa el poder destructivo del mismo. Estas son costas de alto riesgo
con olas de gran altura que producen inundación. En este caso la pérdida de energía es sólo por roce.
En las bahías puede haber reflexión en los bordes de las costas; en este caso si el período es igual (o múltiplo entero) al tiempo que demora en
recorrer la bahía, al llegar la segunda ola puede verse reforzada con un remanente de la primera y aumentar la energía al interior de la bahía, este es el
fenómeno de resonancia. Esta condición puede producir la amplificación de las alturas del tsunami al interior de una bahía como ocurre en la bahía
de Concepción (SHOA, 1995).
La figura complementaria muestra la forma rectangular de la bahía con 14, 6 kilómetros de largo por 11,7 kilómetros de ancho, con una profundidad
media de 25 metros. En 25 metros de profundidad la velocidad del tsunami es de 15,6 m/segundos o bien 56,3 km/hora, lo que significa que este
recorre el largo de la bahía en 15,5 minutos y el ancho en 12,5 segundos.
La topografía de las tierras emergidas influye directamente en la penetración del tsunami en superficie. Cuando la pendiente es relativamente fuerte la
extensión de la zona inundada no es significativa, en cambio, cuando el terreno es plano o con escasa pendiente, la penetración puede abarcar
kilómetros tierras adentro.
Medición de los terremotos
Se realiza a través de un instrumento llamado sismógrafo, el que registra en un papel la vibración de la Tierra producida por el sismo (sismograma).
Nos informa la magnitud y la duración.
Este instrumento registra dos tipos de ondas: las superficiales, que viajan a través de la superficie terrestre y que producen la mayor vibración de ésta
( y probablemente el mayor daño) y las centrales o corporales, que viajan a través de la Tierra desde su profundidad.
Escalas
Uno de los mayores problemas para la medición de un terremoto es la dificultad inicial para coordinar los registros obtenidos por sismógrafos
ubicados en diferentes puntos(―Red Sísmica‖), de modo que no es inusual que las informaciones preliminares sean discordantes ya que fueron
basadas en informes que registraron diferentes amplitudes de onda. Determinar el área total abarcada por el sismo puede tardar varias horas o días de
análisis del movimiento mayor y de sus réplicas. La prontitud del diagnóstico es de importancia capital para echar a andar los mecanismos de ayuda
en tales emergencias.
A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud único, pero la evaluación se realiza, cuando no hay un número suficiente de estaciones,
principalmente basada en registros que no fueron realizados forzosamente en el epicentro sino en puntos cercanos. De allí que se asigne distinto
valor a cada localidad o ciudad e interpolando las cifras se cosique ubicar el epicentro.
Una vez coordinados los datos de las distintas estaciones, lo habitual es que no haya una diferencia asignada mayor a 0.2 grados para un mismo
punto. Esto puede ser más difícil de efectuar si ocurren varios terremotos cercanos en tiempo o área.
Aunque cada terremoto tiene una magnitud única, su efecto variará grandemente según la distancia, la condición del terreno, los estándares de
construcción y otros factores.
Resulta más útil entonces catalogar cada terremoto según su energía intrínseca. Esta clasificación debe ser un número único para cada evento, y este
número no debe verse afectado por las consecuencias causadas, que varían mucho de un lugar a otro según mencionamos en el primer párrafo.
Magnitud de Escala Richter
Representa la energía sísmica liberada en cada terremoto y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o
semilogarítmica, de manera que cada punto de aumento puede significar un aumento de energía diez o más veces mayor. Una magnitud 4 no es el
doble de 2, sino que 100 veces mayor.
Magnitud en escala Richter Efectos del terremoto
Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero es registrado
3.5 – 5.4 A menudo se siente, pero sólo causa daños menores.
5.5 – 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios.
6.1 – 6.9 Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.
7.0 – 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daños.
8 o mayor Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.
(NOTA: Esta escala es ―abierta‖, de modo que no hay un límite máximo teórico)
El gran mérito del Dr. Charles F. Richter (del California Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la
―amplitud‖ de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada ―S‖) en un
tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de ―calibración‖ de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse
sismos de intensidad negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía.
Intensidad o Escala de Mercalli
(Modificada en 1931 por Harry O. Wood y Frank Neuman)
Se expresa en números romanos. Esta escala es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo. Es una escala subjetiva,
para cuya medición se recurre a encuestas, referencias periodísticas, etc. Permite el estudio de los terremotos históricos, así como los daños de los
mismos. Cada localización tendrá una Intensidad distinta para un determinado terremoto, mientras que la Magnitud era única para dicho sismo.
I. Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.
II. Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.
III. Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor.
Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un vehículopesado. Duración
estimable.
IV. Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de
vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un vehíuclo pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor
estacionados se balancean claramente.
V. Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de
agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables . Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes
de péndulo.
VI. Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos
ejemplos de caída de aplacados o daño en chimeneas. Daños ligeros.
VII. Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras
ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal proyectadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las
personas conduciendo vehículos en movimiento.
VIII. Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras
débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas,
monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del aguade los pozos.
Pérdida de control en la personas que guían vehículos motorizados.
IX . Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los
edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
X. Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con
todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos
y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.
XI Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de
servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.
XII Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia
arriba.
Hoy en día se suele emplear la escala MSK, basada en la anterior, con algunos matices.
Escala sismológica de Magnitud de Momento
La Escala sismológica de magnitud de momento es una escala logarítmica usada para medir y comparar seísmos. Está basada en la medición de la
energía total que se libera en un terremoto. Fue introducida en 1979 por Thomas C. Hanks y Hiroo Kanamori como la sucesora de la escala de
Richter.
Escala Medvedev-Sponheuer-Karnik
También conocida como escala MSK o MSK-64, es una escala de intensidad macrosísmica usada para evaluar la fuerza de los movimientos de tierra
basándose en los efectos destructivos en las construcciones humanas y en el cambio de aspecto del terreno, así como en el grado de afectación entre
la población. Tiene doce grados de intensidad, siendo el más bajo el número uno, y expresados en números romanos para evitar el uso de decimales.
Tsunamis más importantes de la Historia
Se conservan muchas descripciones de olas catastróficas en la Antigüedad, especialmente en la zona mediterránea.
Isla Santorini (1650 a. C.)
Algunos autores afirman que el mito de la Atlántida está basado en la dramática desaparición de la Civilización Minoica que habitaba en Creta en el
siglo XVI a. C. Según esta hipótesis, las olas que generó la explosión de la isla volcánica de Santorini destruyeron al completo la ciudad de Teras,
que se situaba en ella y que era el principal puerto comercial de los minoicos. Dichas olas habrían llegado a Creta con 100 o 150 m de altura,
asolando puertos importantes de la costa norte de la isla, como los de Cnosos. Supuestamente, gran parte de su flota quedó destruida y sus cultivos
malogrados por el agua de mar y la nube de cenizas. Los años de hambruna que siguieron debilitaron al gobierno central, y la repentina debilidad de
los antaño poderosos cretenses los dejó a merced de las invasiones. La explosión de Santorini pudo ser muy superior a la del Krakatoa.
Krakatoa (1883)
En 27 de agosto de 1883 a las diez y cinco (hora local),la descomunal explosión del Krakatoa, que hizo desaparecer al citado volcán junto con
aproximadamente el 45% de la isla que lo albergaba, produjo una ola de entre 15 y 35 metros de altura, según las zonas, que acabó con la vida de
aproximadamente 20.000 personas.
La unión de magma oscuro con magma claro en el centro del volcán fue lo que originó dicha explosión. Pero no sólo las olas mataron ese día.
Enormes coladas piroclásticas viajaron incluso sobre el fondo marino y emergieron en las costas más cercanas de Java y Sumatra, haciendo hervir el
agua y arrasando todo lo que encontraban a su paso. Asimismo, la explosión emitió a la estratosfera gran cantidad de aerosoles, que provocaron una
bajada global de las temperaturas. Además, hubo una serie de erupciones que volvieron a formar un volcán, que recibió el nombre de Anak Krakatoa,
es decir, ‗el hijo del Krakatoa‘.
Océano índico (2004)
Tsunami en el Océano Índico en diciembre del 2004.
Hasta la fecha, el maremoto más devastador ocurrió el 26 de diciembre de 2004 en el océano Índico, con un número de víctimas directamente
atribuidas al tsunami de un cuarto de millón de personas. Las zonas más afectadas fueron Indonesia y Tailandia, aunque los efectos destructores
alcanzaron zonas situadas a miles de kilómetros: Bangladés, India, Sri Lanka, las Maldivas e incluso Somalia, en el este de África. Esto dio lugar a la
mayor catástrofe natural ocurrida desde el Krakatoa, en parte debido a la falta de sistemas de alerta temprana en la zona, quizás como consecuencia
de la poca frecuencia de este tipo de sucesos en esta región. El terremoto fue de 9,1 grados: el tercero más poderoso tras el terremoto de Alaska (9,2)
y de Valdivia (Chile) de 1960 (9,5). En Banda Aceh formó una pared de agua de 20 o 30 m de altura penetrando en la isla 5 o 6 km desde la costa al
interior; solo en la isla de Sumatra murieron 228.440 personas o más. Sucesivas olas llegaron a Tailandia, con olas de 15 metros que mataron a 5.388
personas; en la India murieron 10.744 personas y en Sri Lanka, hubo 30.959 víctimas. Este tremendo tsunami fue debido además de a sugran
magnitud (9,3),a que el epicentro estuvo solo a 9 km de profundidad, y la rotura de la placa tectónica fue a 1.600 km de longitud (600 km más que en
el terremoto de Chile de 1960).
Energía de los Terremotos
Una buena manera de imaginarse la energía disipada por un terremoto según la escala de Ritcher es comparalo con la energía de la detotación de
TNT. Notar que por cada grado que aumenta la magnitud, la energía aumenta hasta 30 veces.
Magnitud Ritcher Equivalencia en TNT Ejemplo
-1.5 1 gr Romper una piedra
1.0 6 onz barreno pequeño
1.5 2 libras
2.0 13 libras
2.5 63 libras
3.0 397 libras
3.5 1000 libras Mina
4.0 6 tn
4.5 32 tn Tornado
5.0 199 tn
5.5 500 tn Terremotos
6.0 1270 tn
6.5 31550 tn
7.0 199000 tn
7.5 1 Megatón
8.0 3.27 Megatones
8.5 31.55 Megatones
9.0 200 Megatones
10.0 6300 Megatones Falla de San Andrés
12.0 1 Gigatón Romper la tierra en 2 o Energía solar diarimente recibida
Los 10 Peores Terremotos Registrados en el Mundo(1900-2010)
PAIS FECHA MAGNITUD RICHTER UBICACION EPICENTRO
1.) Chile 22/05/1960 9.5 Mw 38.2 S 72.6 W
2.) Alaska 28/03/1964 9.2 Mw 61.1 N 147.5 W
3.) Rusia 04/ 11/1952 9.0 Mw 52.75 N 159.5 E
4.)Indonesia 28/12/2004 9.0 Mw 3.298°N, 95.779°E
5.) Chile 27/02/2010 8.8 Mw 35.93S 72.78W
6.) Ecuador 31/01/1906 8.8 Mw 1.0 N 81.5 W
7.)Alaska 09/03/1957 8.8 Mw 51.3 N 175.8 W
8.)Islas Kuriles 06/11/1958 8.7 Mw 44.4 N 148.6 E
9.) Alaska 04/02/1965 8.7 Mw 51.3 N 178.6 E
10.)Chile 11/11/1922 8.5 Mw 28.5 S 70.0 W
Los Terremotos más Destructivos del Mundo
(SOBRE 50.000 MUERTES; Ordenados de mayor a menor)
FECHA LUGAR MUERTES MAGNITUD
23/01/1556 China, Shansi 830.000 n/a
11/10/1737 India, Calcuta** 300.000 n/a
27/07/1976 China, Tangstan 255.000* 8.0
09/08/1138 Siria, Aleppo 230.000 n/a
26/12/2004 Sumatra 227.898 9.1
12/01/2010 Puerto Prîncipe, Haitî 222.570 7,0
22/05/1927 China, Xining 200.000 8.3
22/12/ 856 + Irán, Damghan 200.000 n/a
16/12/1920 China, Gansu 200.000 8.6
23/03/ 893 + Irán, Ardabil 150.000 n/a
01/09/1923 Japón, Kwanto 143.000 8.3
28/12/1908 Italia, Messina 70.000 a 100.000 7.5
/09/1290 China, Chihli 100.000 n/a
/11/1667 Caucasia, Shemakha 80.000 n/a
18/11/1727 Irán, Tabriz 77.000 n/a
01/11/1755 Portugal, Lisboa 70.000 8.7
25/12/1932 China, Gansu 70.000 7.6
31/05/1970 Perú 66.000 7.8
/ /1268 Asia Menor, Silicia 60.000 n/a
11/01/1693 Italia, Sicilia. 60.000 n/a
30/05/1935 Pakistán, Quetta 30.000 a 60.000 7.5
04/02/1783 Italia, Calabria 50.000 n/a
20/06/1990 Irán 50.000 7.7
(Nota:En muchos casos la magnitud se estimó en base a los antecedentes históricos reportados)
* Cifras sin confirmar estimaron 655.000 muertes.
+ Fechas anteriores al año 1.000 (No es que falte una cifra)
** Ultimas investigaciones han descubierto que éste fue un tifón y no un terremoto.(Fuente:The 1737 Calcutta Earthquake and Cyclone Evaluated by
Roger Bilham, BSSA, Vol. 84, No. 5, October 1994)
Datos obtenidos de diversas fuentes.
(Extraído de United States Geological Survey National Earthquake Information Centre)
Placas Tectónicas y Cratones
Enviado por paco_jr
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1. Las Placas Tectónicas 2. Tectónica de placas 3. Mecanismo del movimiento de las placas 4. Imágenes de la tectónica de placas 5. Los Cratones, Núcleos de Pangea
Las Placas Tectónicas
Esta imagen fue desarrollada por la NASA de los Estados Unidos y es por ello que los nombres se encuentran en inglés.
Tectónica de placas
En el siglo XIX, Antonio Snider-Pellegrini, expuso la idea de que los continentes alguna vez estuvieron juntos y se habían estado separando
paulatinamente (Russell, 2000), pero fue el meteorólogo Alfred Wegener, en 1912, quien propuso esto como una verdadera hipótesis científica: la
"Deriva Continental", en su publicación "El Origen de los Continentes y los Océanos".
Entre las evidencias que proporcionaba se incluían la constatación de que los límites de Africa y América del Sur encajaban de manera casi perfecta,
los patrones de distribución biogeográfica que relacionaban continentes tan disímiles y lejanos como Africa, América del Sur y Australia (por
ejemplo), y algunas evidencias geomorfológicas como la presencia de las mismas formaciones geológicas a ambos lados del Océano Atlántico, como
es el caso de la Cordillera de los Apalaches y la región de los países Ecandinavos.
La teoría de Wegener proponía que hacia finales del Carbonífero (aprox. 300 m.a.), todos los continentes actuales formaban parte de un
supercontinente, al que llamó "PANGEA", rodeado por un océano que cubría el resto de la superficie de la Tierra (Uyeda, 1980). Debido a que la
teoría de Wegener no supo explicar lo que originaba el movimiento de los continentes, y a la concepción aceptada de que el planeta era una masa
única e inmóvil, esta teoría fue fuertemente criticada y no tuvo aceptación dentro de la comunidad geológica.
Fig. 5.1 ( Continente único o Pangea )
Luego de algunas décadas, después de la segunda guerra mundial, se realizaron investigaciones relacionadas con el magnetismo termorremanente de
las rocas y evidenciaron un cambio en la orientación magnética de las rocas de una misma formación. Lo único que podía explicar este hecho era
que, atraida por el polo magnético, la magnetita presente en las rocas se situaba en dirección Norte durante el proceso de solidifación.
Una vez fija en esa posición, y a medida que los continentes se desplazaban la magnetita perdia su orientación Norte, y si la formación era separada
por un proceso de divergencia, obviamente, según la trayectoria del desplazamiento de cada capa, la orientación final presentada por la magnetita en
las rocas sería diferente. Esto sirvió de base científica para apoyar la hipótesis de que los continentes se habían desplazado durante la historia del
planeta.
En 1962, H. Hess publicó un artículo llamado "Historia de las Cuencas Oceánicas" donde proponía la hipótesis de la expansión del fondo oceánico;
fundado en evidencias gravimétricas, sismológicas, calorimétricas, y muchas otras, recopiladas durante años de investigación del fondo oceánico y
tomado de la mano de una hipótesis sugerida por Holmes en 1929, según la cual los continentes eran arrastrados por corrientes de convección en el
manto como "en una cinta transportadora" (Uyeda, 1980).
Hess sugirió que por las dorsales mesooceánicas emanaba material desde el manto terrestre dando lugar a la formación de corteza oceánica nueva y
que la acumulación y salida de ese material (o magma), empujaba al material adyacente alejándolo de las dorsales, de manera que el fondo oceánico
se expandía. Otra evidencia que apoyó esta teoría fue la medición de la edad absoluta de las rocas del fondo oceánico, las cuales son más antiguas a
medida que se alejan de las dorsales y más recientes mientras más cerca se encuentran de éstas.
Al llegar a los límites continentales, la corteza oceánica sufre un proceso conocido como "subducción", en el cual se desplaza por debajo de la
corteza continental, simplemente por ser más densa que ésta última. Actualmente se conoce que la acumulación de sedimentos en los fondos
oceánicos y el aumento de la densidad, producto de la contracción térmica al enfriarse la corteza (Hamblin, 1995), provocan un aumento del peso de
la corteza en esas zonas, provocando el hundimiento de la corteza y facilitando el proceso de subducción.
Después de tantas evidencias, ya la concepción de la corteza como algo rígido había cambiado en un concepto más dinámico pero era aún
considerada como una sola capa sólida.
Los estudios geofísicos relacionados con la producción de epicentros sísmicos (un epicentro es "el punto de la superficie terrestre situado
directamente encima de un foco sísmico"(Uyeda, 1980)) terminaron con esta visión, al detectarse un patrón en la distribución de los sitios donde se
producían los sismos, generalmente a lo largo de lineas o regiones bien delimitadas.
Al dibujar este patrón de epicentros en un mapamundi se observan zonas demarcadas que coinciden en su mayoría, bien sea con las dorsales marinas
(las fisuras a partir de las cuales fluye el magma en los océanos) o con las grandes fosas oceánicas.
Estos bordes delimitan lo que ahora se han denominano "Placas Litosféricas", estas placas son los fragmentos que conforman la Litósfera como un
piezas de un rompecabezas, modificando el concepto de Litósfera desde la visión de una capa única y sólida en el concepto aceptado en la actualidad,
el cual implica la corteza terrestre y la parte más superior del manto y que está fragmentada en grandes pedazos.
Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la de Norteamérica, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la
de Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa.
Ahora bien, para explicar mejor el concepto actual de Litósfera, debemos empezar por explicar los estratos que presenta la estructura vertical del
planeta: un Núcleo interno sólido, compuesto en su mayoría de materiales muy pesados como Hierro, Niquel, Cobalto y Titanio; un Núcleo externo
también de Hierro y Niquel principalmente, pero no en estado sólido; luego, el estrato de mayor profundidad es el Manto, donde abundan el Hierro y
el Magnesio, y se pueden diferenciar tres capas: el Manto "Inferior" sólido, una región por encima de este, denominada Astenósfera, que se encuentra
en un estado parcialmente fundido y cuyas propiedades plásticas permiten la motilidad de la Litósfera; y el manto superior, una última capa, sólida,
sobre la cual se apoya la corteza terrestre.
Por otro lado, la corteza terrestre se divide en dos tipos, según su composición química y su densidad: la Corteza Oceánica (elementos
ferromagnésicos en su mayoría) y la Corteza Continental, menos densa y compuesta en su mayor parte de Sílice. Estas tres capas: la Corteza
Oceánica, la C. Continental y el Manto Superior, conforman lo que llamamos Litósfera, y es el estrato fragmentado en el que tienen lugar los
movimientos de las placas litosféricas.
Ahora expliquemos la teoría de le Tectónica de Placas. Dicha teoría es un modelo que, en función del tipo de borde que se forma entre cada placa y la
adyacente, explica el movimiento de las placas litosféricas, la interacción entre éstas y los eventos geológicos que provocan. El sitio donde se dan
estos bordes son denominados Fallas y pueden ser básicamente de tres tipos, según el tipo de movimiento que tiene lugar en ellas: Divergente,
Convergente o Transformante.
Falla Divergente:
Se presenta a lo largo de una dorsal mesooceánica, donde una placa se fractura, dando origen a dos placas nuevas que empiezan a separarse
"empujándose" o alejándose una de la otra; cuando riene lugar dentro de una placa continental dá lugar a la formación de nuevos océanos. Un
ejemplo de esta falla es la que se encuentra entre la placa Arábiga y la placa Africana o la que se observa en la dorsal del Océano Atlántico.
Falla Convergente:
Se produce cuando se encuentran dos placas que se aproximan una hacia la otra. Según el tipo de corteza presente en cada lado de la falla se observan
tres tipos de convergencia: C. Continental-C. Oceánica, C. Oceánica-C. Oceánica y C. Continental-C. Continental.
En el primer tipo de convergencia, la corteza oceánica, por ser más densa que la continental se hunde por debajo de esta última, proceso conocido
como "subducción", y se funde al llegar a la Astenósfera. Mientras que en la Corteza Continental se plegan y levantan sedimentos, antes marinos,
junto con parte de la corteza misma, produciéndose un proceso orogénico y dando lugar a una cordillera. Esta cordillera se caracteriza por exhibir una
serie de volcanes o "Arco Volcánico", producto de el flujo de magma desde la corteza continental subyacente, que con el calor producido por la
fricción, se funde ascendiendo hasta la superficie. Un ejemplo de esto es la cordillera Andina, levantada por la convergencia entre la placa de Nazca y
la de Suramérica.
En la convergencia entre dos corteza oceánicas, una se desliza debajo de la otra y generalmente se produce una fosa oceánica (igual que en el caso
anterior). En esta caso, la fricción de la subducción también provoca la aparición de magma, que al ascender hasta la superficie forma
consecutivamente una serie de islas volcánicas, conocidas como "Arco de Islas". El Arco de Islas Japonés, es un ejemplo de este proceso.
En el último caso, el choque entre dos corteza continentales, no ocurre el proceso de subducción. En este caso, las cortezas continentales se funden y
elevan formando una cordillera montañosa, donde no se presenta el Arco Volcánico, como sucede en la cordillera de Los Himalayas.
Falla Transformante:
Estas fallas se producen cuando dos placas se desplazan una contra la otra en el plano horizontal, bien sea en el mismo sentido o en contrasentido una
de la otra; en palabras de Uyeda (1980) "se presenta (...) donde el movimiento relativo de las placas es paralelo al borde". Pueden ser originadas bien
por que en un posible sitio de convergencia la dirección del movimiento de las placas no sea una hacia la otra, o bien, por el desplazamiento de una
sección de una dorsal, que al agregar nuevo material desplace en sentido contrario a las placas. La Falla de San Andrés es un ejemplo de este tipo de
falla.
Al integrar todo esto como un rompecabezas, podríamos conseguir resumir un modelo e intentar explicarlo en base a las evidencia encontradas hasta
el presente:
El manto no permite la transmisión de energía debido a su mayor densidad, por lo que las corrientes de convección no pueden transmitirse a través de
éste; en cambio si tienen lugar en la astenósfera induciendo, que junto con el calor, fluya el material parcialmente fundido que la constituye.
A esto se le suma el efecto de la gravedad sobre el extremo de las cortezas oceánicas, que por efecto de su gran peso tienden a contribuir con el
proceso de subducción.
Por otra parte, producto también de procesos termodinámicos, se encuentra el magma, muy caliente, ascendiendo a través de la corteza y es liberado
por zona de mayor "fragilidad", las dorsales, proceso que comenzará un evento de expansión del fondo oceánico o un proceso de fracturación y
divergencia en una masa continental.
Mecanismo del movimiento de las placas
En su teoría de la deriva continental, Wegener invocaba como origen de las fuerzas que desplazan los continentes, principalmente aquellas que se
derivan de la rotación de la Tierra y mareas, aunque también llegó a mencionar las corrientes de convección térmica en el interior del manto. El
movimiento de los continentes se concebía entonces como el de bloques de material rígido ligero, flotando sobre un sustrato viscoso más denso.
En la tectónica de placas, como ya se ha mencionado, los continentes forman parte de las placas litosféricas, cuyo espesor es de unos 100 km y que
forman realmente las unidades dinámicas.
Los diversos sistemas de fuerzas que se han propuesto para explicar el desplazamiento de las placas se pueden reducir a cuatro. Los dos primeros
están formados por fuerzas que actúan en los márgenes y en ellas puede actuar el efecto de la gravedad. Las placas o bien son empujadas desde los
centros de extensión o dorsales por la acción de cuña del nuevo material que surge del manto, o arrastradas desde las zonas de subducción por el peso
de la capa buzante que ha adquirido una mayor densidad que la del medio que la rodea.
Los otros dos se derivan de la existencia de corrientes de convección térmica, bien en todo el manto o sólo en su parte superior. En el primero de
estos mecanismos, las corrientes de convección del manto arrastran la placa litosférica por medio de un acoplamiento viscoso en su superficie
interna. Como mostró McKenzie, una forma modificada de este mecanismo, propuesto por Orowan y Elsasser, en 1967, y después por Oxburg y
Turcotte, incorpora la placa litosférica a la corriente misma de convección de material caliente y viscoso del manto superior.
La placa litosférica rígida actúa como una guía de esfuerzos que transmite el movimiento de la convección térmica.
En sentido contrario a estas fuerzas se encuentran las que deben ser superadas para producir el movimiento. Entre ellas están las que se oponen a la
penetración de la capa buzante en el manto, sobre todo cuando ésta llega a su profundidad máxima y las que actúan en el frente de subducción, por la
resistencia de la placa oceánica a doblarse hacia abajo y sobre la parte continental empujándola hacia atrás.
El arrastre viscoso entre la litosfera y el manto puede también considerarse como una resistencia cuando el movimiento de la litosfera es más rápido
que el del material de la astenosfera. Actualmente se piensa que el mecanismo predominante del movimiento de las placas es el resultante de
corrientes de convección térmica en el material del manto, que también pueden incluir en parte a la litosfera ( Fig. 6.1 ).
Las fuerzas gravitacionales derivadas de las diferencias de densidad forman también parte de este mecanismo. La capa buzante de las zonas de
subducción introduce material frío, que determina la forma de la célula convectiva y al aumentar su densidad, al pasar su material a tener una
densidad mayor que la del manto, añade un componente gravitacional en el arrastre de la placa. Los dos mecanismos del movimiento de la placa
puede aparecer, o bien por arrastre viscoso del movimiento del manto o por ser ella misma parte del movimiento convectivo.
Según M. H. Bott, el segundo es el más probable y el efecto más importante es el de las fuerzas aplicadas a los extremos de las placas, tanto en las
zonas de extensión como en las de subducción. En estos últimos, la fuerza vertical de arrastre de la capa se traduce en fuerzas de arrastre horizontal
de toda la placa hacia el frente de subducción.
Otra posibilidad es la existencia de dos sistemas no acoplados de corrientes, uno en el manto superior y otro en el interior. Una mejor aproximación
de la situación real exige modelos más complicados de convección en los que deben considerarse formas asimétricas, viscosidades variables y
distribución de fuentes de calor en el manto.
Un problema muy importante y todavía no del todo resuelto es el del mecanismo por el cual se inicia la fractura de la litosfera continental.
Generalmente, se admite que las zonas actuales de rift, como las del África oriental, representan el comienzo de una de estas fracturas. Estas
estructuras están formadas hoy por un abombamiento de la corteza, formación de grabens y abundante volcanismo. Al mismo tiempo se da un
adelgazamiento de la litosfera con la ascensión hacia la superficie del material parcialmente fundido de la astenosfera.
Estos mecanismos son necesarios para iniciar la fracturación y separación de dos continentes, y deben ir acompañados de fuertes fuerzas tensionales.
Los primeros pasos de este proceso pueden ser una intensa actividad de puntos calientes, con aportación de material fundido desde el manto inferior y
progresivo debilitamiento de la litosfera.
En esta región se daría una acumulación de esfuerzos tensionales en la corteza rígida que resultaría en fallas normales y la inyección de magma desde
abajo. Poco a poco se iría formando un margen de extensión con la formación de un nuevo océano intermedio.
IMÁGENES DE LA TECTONICA DE PLACAS
Fig. 1.1 ( Topografía de la Tierra debajo de los océanos )
Fig. 1.2 ( Teoría de Alfred Wegener )
Fig. 1.3 ( Fondos oceánicos )
Fig. 3.1.1 ( Valle de Rift )
Fig. 2.3 ( Puntos calientes de la Tierra )
Fig. 3.1.2 ( Distribución de las zonas sísmicas )
Fig. 4.1 ( Distribución de volcanes )
Fig. 3.3.1 ( Esquema de una falla de desgarre )
Los Cratones, Núcleos De Pangea
EN LOS CONTINENTES, en especial en Eurasia y América, destacan los cinturones montañosos de miles de kilómetros de longitud, con decenas y
cientos de kilómetros a lo ancho. Son notables por las grandes alturas que alcanzan, más de 7 km en el Asia Central y más de 5 km en una gran
extensión de los Andes. Como regla, son estructuras alineadas. Delimitan con amplias superficies de un relieve muy distinto: planicies costeras,
superficies de lomeríos, altiplanos: son los territorios que constituyen la mayor parte de los continentes, las regiones cratónicas, donde se presentan
incluso montañas pero de altitudes que no superan los 3 000 m de altura sobre el nivel del mar (msnm) y con longitudes de incluso 1 000 km.
Varios científicos, entre ellos J. B. Murphy y R. D. Nance han concluido recientemente que cada pocos cientos de millones de años, los continentes
se han unido en una gran masa de tierra que llaman supercontinente. Este ciclo habría empezado hace unos 1 000 m.a. cuando los continentes se
separaban; la desmembración total se produjo tal vez hace 820 m.a.; 650 m.a. antes, los océanos interiores se cerraron y los continentes se unieron en
uno. El supercontinente se crea a lo largo de unos 500 m.a. De acuerdo con los autores mencionados este fenómeno global se produce en la secuencia
siguiente:
1. Fractura del supercontinente durante 40 m.a.
2. Separación y dispersión máxima de bloques continentales en 160 m.a.
3. La reunificación tiene lugar después de otros 160 m.a.
4. El supercontinente perdura 80 m.a.
5. Vuelve el proceso de fractura durante otros 40 m.a.
La ruptura del último supercontinente se produjo entre 575 y 550 m.a. atrás. En apariencia, los ciclos del pasado ocurrieron hace aproximadamente 2
600 a 2 100, 1 600 y 1 000 m.a.
John Brimhall considera cinco eras tectónicas o de evolución de la Tierra: Arcaico temprano (3 800-3 000 m.a.), Arcaico tardío (3 000-2 500 ma.),
Proterozoico temprano (2 500-1 700 ma.), Proterozoico medio y tardío (1 700-200 m.a.) y Fanerozoico (los últimos 700 m.a.).
Desde hace 1 700 m.a. los continentes deben haber estado unidos. La tierra firme se disponía esencialmente en el hemisferio norte, de lo que
resultaba una gran superficie ocupada por el Océano Pacífico. Los continentes no permanecieron estáticos.
Los cratones son las porciones más antiguas de los continentes, fragmentos de Pangea. Los constituyen rocas de edades de más de 1 400 m.a. Sin
embargo, en un periodo tan prolongado, el relieve ha sufrido transformaciones sustanciales y las rocas antiguas han sido cubiertas en gran parte por
otras más jóvenes
El relieve original ha sido afectado por invasiones marinas (transgresiones) lentas, de millones de años, durante las cuales se depositan sedimentos
que dan origen a capas de roca de incluso 4-6 km de espesor. Asimismo, se han producido retrocesos del océano (regresiones) respecto a la tierra
firme, también de duración prolongada.
Figura 14. Estructura de un cratón
En los continentes reconocemos, además de los sistemas montañosos y los rift las regiones de rocas antiguas (>1 400 m.a.) cerca de la superficie;
aflorando en ésta —son los escudos— y cubiertas a profundidad de kilómetros por rocas más jóvenes que se denominan plataformas. En conjunto
constituyen un cratón (Figura 14). En sí, todos los continentes, con excepción de sus regiones montañosas son grandes cratones: Norteamérica,
Sudamérica, Europa central y norte de Asia, sudeste de Asia, Africa, Australia y la Antártida.
Los escudos son de dimensiones menores, con excepción del canadiense que ocupa un vasto territorio de Norteamérica e incluso Groenlandia de
acuerdo con varios autores. El resto de los escudos aparecen en un mapamundi a manera de manchones, con superficies de decenas y centenas de
miles de kilómetros cuadrados: uno en Norteamérica, tres en Sudamérica, dos en Europa, uno en Siberia, cinco principales en Africa, tres en
Australia (Figura 15).
Figura 15. Estructuras principales del relieve terrestre: 1) sistemas montañosos jóvenes; 2) sistemas montañosos antiguos. Cratones: 3) plataformas,
4) escudos; 5) margen continental submarina; 6) sistemas montañosos submarinos; 7) dorsales; 8) planicies abisales; 9) rift en los continentes; 10)
trincheras. Los números en el mapa se refieren a las trincheras de la Lista No. 1 del siguiente capitulo VI: El piso océanico.
La mayor parte de los continentes son plataformas y a éstas corresponden en general las tierras más bajas, sobre todo cuando los estratos
sedimentarios descansan sobre rocas más jóvenes que las de los escudos; de edades dominantes de 200-600 m.a. Forman una extensa planicie a
menos de 200 msnm, como en la península de Yucatán y en la plataforma occidental de Siberia.
Es común que los escudos correspondan a porciones elevadas de los continentes. Dos ejemplos son el macizo (así se denomina a los escudos de
pequeñas dimensiones) de Ahaggar en la porción central-septentrional de Africa y el de Guyana en Sudamérica. Ambos alcanzan una altitud
aproximada de 3 000 msnm.
Los cratones se extienden incluso al territorio oceánico; precisamente, la plataforma continental es la porción submarina de aquéllos, excepto en
algunas márgenes continentales de fuerte actividad tectónica.
La superficie de los cratones se transforma, de las tierras llanas de las costas a lomeríos, planicies elevadas a 1 000, 2 000 y más metros. Cuando el
agua de escurrimiento corta los altiplanos, formando cañones profundos de cientos de metros, surgen montañas de laderas empinadas, bordeadas por
los ríos.
El clima influye también en el paisaje de las regiones cratónicas. Casquetes de hielo cubren en forma permanente a Groenlandia y la Antártida.
Temporalmente se extiende un manto de nieve en la mayor parte de Eurasia y Norteamérica. Grandes desiertos se presentan en Asia, Norteamérica,
Africa y Australia y contrastan con los trópicos húmedos de los países cercanos al ecuador.
La estabilidad de las regiones cratónicas, por su sismicidad y volcanismo débiles, en comparación con los sistemas montañosos, ha sido cuestionada
por el geógrafo francés J. Tricart quien considera la posibilidad de actividad en el cratón sudamericano por movimientos verticales. En Siberia se han
determinado velocidades de hasta 10-15 mm/año para levantamientos y hundimientos. Ejemplos como estos hay muchos más.
El estudio de los cratones incluye las rocas que los constituyen (tipo, edad, disposición en sentido vertical, etc.), su relieve y otros factores. Esto tiene
algo más que un puro interés científico, ya que se presentan ricos yacimientos minerales, como el petróleo en las plataformas y los diamantes en los
cratones antiguos.
